夏 鵬，曾凡桂，宋曉夏，孫蓓蕾，孟艷軍，閆濤滔

(1.貴州大學(xué) 資源與環(huán)境工程學(xué)院,貴州 貴陽 550025; 2.貴州大學(xué) 地質(zhì)資源與環(huán)境教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,貴州 貴陽 550025; 3.太原理工大學(xué) 礦業(yè)工程學(xué)院,山西 太原 030024)

山西古交礦區(qū)是我國(guó)主要的煉焦煤生產(chǎn)基地，也是煤層氣重點(diǎn)開發(fā)區(qū)塊之一，區(qū)內(nèi)上石炭統(tǒng)太原組8號(hào)煤層、下二疊統(tǒng)山西組2號(hào)煤層是煤層氣開發(fā)主要目的層。礦區(qū)煤層氣資源量820×108m3[1]，煤層具有埋藏淺、滲透率高、含氣性好、資源量大等優(yōu)點(diǎn)[2-3]。自2010年投入煤層氣開發(fā)以來，區(qū)內(nèi)累計(jì)完鉆煤層氣開發(fā)井700余口，大部分已投產(chǎn)，開發(fā)前景較好，然而，也存在井間產(chǎn)能差異大、平均單井產(chǎn)氣量低等突出問題。研究區(qū)地質(zhì)條件復(fù)雜，煤層氣地質(zhì)研究起步較晚、研究程度還較低，近年來學(xué)者們針對(duì)區(qū)內(nèi)煤層氣地質(zhì)條件[4-6]、富集規(guī)律[7-9]、產(chǎn)能主控因素[10-11]等方面開展了富有成效的研究，但對(duì)區(qū)內(nèi)煤層氣地球化學(xué)特征及成因的研究還較薄弱。煤層氣地球化學(xué)特征及成因研究是評(píng)價(jià)煤層氣保存條件、優(yōu)選有利開發(fā)區(qū)塊的有效手段之一[12]，加強(qiáng)這方面研究有助于提高對(duì)區(qū)內(nèi)煤層氣組分來源及保存條件的認(rèn)識(shí)，進(jìn)而為煤層氣開發(fā)方案布置與調(diào)整提供理論參考。煤層氣成因主要包括有機(jī)成因、無機(jī)成因和混合成因，其中，以有機(jī)成因氣最為常見[13]。有機(jī)成因氣包括生物成因氣、熱成因氣和混合成因氣，生物成因氣包括原生生物成因氣、次生生物成因氣;熱成因氣包括熱降解氣、熱裂解氣[14]。汪崗等(2016)[15]分析了古交礦區(qū)內(nèi)10組排采氣組分、甲烷碳?xì)渫凰?，揭示甲烷體積分?jǐn)?shù)在85.36%～99.23%，δ13C值在-62.24‰～-40.70‰，δD在-244.3‰～-229.3‰，以熱成因氣為主。徐占杰等(2016)[16]研究了礦區(qū)鄰近的寺家莊區(qū)塊11口煤層氣井產(chǎn)出氣的地球化學(xué)特征，甲烷平均含量98.6%，δ13C值在-40.8‰～-33.2‰，以有機(jī)質(zhì)熱裂解成因氣為主，還含有微生物二氧化碳還原成因甲烷。古交礦區(qū)及其鄰近區(qū)塊煤層氣地球化學(xué)特征研究少，分析樣品少，還有待深入研究;前人研究以排采氣為研究對(duì)象，氣體組分分析結(jié)果一定程度上受到排采過程的干擾;區(qū)內(nèi)煤層氣具有氮?dú)夂扛?、差異大等重要特征，目前尚無有關(guān)氮?dú)鈦碓磁c煤層氣保存條件間關(guān)系的報(bào)道。古交礦區(qū)地下水較活躍，總體處于補(bǔ)給-徑流區(qū)[17]，水文地質(zhì)條件是控制區(qū)內(nèi)煤層氣散失、富集的主要因素之一[2,18]。前人研究重點(diǎn)關(guān)注礦區(qū)內(nèi)水文地質(zhì)條件對(duì)煤層氣富集的影響，其對(duì)煤層氣地球化學(xué)特征的影響尚待研究。

筆者以古交礦區(qū)井口排采氣為研究對(duì)象，通過對(duì)排采氣化學(xué)組分及同位素開展實(shí)驗(yàn)測(cè)試分析，探討區(qū)內(nèi)煤層氣甲烷、氮?dú)獬梢?結(jié)合前人報(bào)道的區(qū)內(nèi)煤芯解吸氣組分特征、含氣性分布規(guī)律及水文地質(zhì)環(huán)境討論煤層氣保存條件及地球化學(xué)特征變化規(guī)律。

1 地質(zhì)背景

古交礦區(qū)位于沁水盆地西北部，區(qū)內(nèi)在前寒武變質(zhì)結(jié)晶巖基底之上，自下而上依次發(fā)育寒武系、下奧陶統(tǒng)、上石炭統(tǒng)、二疊系、三疊系、侏羅系、白堊系、古近系、新近系和第四系，其中，上石炭統(tǒng)太原組和下二疊統(tǒng)山西組為主要含煤地層。含煤地層沉積以來經(jīng)歷了印支期快速沉降、早燕山期波動(dòng)、晚燕山期巖漿侵入和喜馬拉雅期快速抬升4個(gè)構(gòu)造演化階段:快速沉降階段，煤巖在深成變質(zhì)作用影響下發(fā)生變質(zhì)演化，是第1次生氣階段;波動(dòng)階段，煤巖變質(zhì)程度變化不大;巖漿侵入階段，煤巖受熱變質(zhì)作用影響，是第2次生氣階段;抬升階段，煤層埋深、壓力不斷降低，是煤層氣逸散階段[4,19]。礦區(qū)內(nèi)太原組8號(hào)煤層、山西組2號(hào)煤層為煤層氣開發(fā)主要目的層，構(gòu)造形態(tài)為軸向近SN的復(fù)式向斜(圖1)。兩套煤層煤芯解吸氣組分均以CH4為主，其中，8號(hào)煤層CH4含量74.94%～99.34%，N2含量0.34%～23.43%，CO2含量0.23%～2.26%，重?zé)N含量0～4.28%;2號(hào)煤層CH4含量60.19%～98.77%，N2含量0.94%～36.46%，CO2含量0.22%～3.34%，重?zé)N含量0～3.19%[2]。

古交礦區(qū)地下水含水巖層按成因可劃分為3類含水巖組，即孔隙含水巖組、基巖裂隙含水巖組、巖溶含水巖組?？紫逗畮r組主要是松散巖類，含水巖層時(shí)代包括全新統(tǒng)，中、上更新統(tǒng)及上新統(tǒng)，具供水意義的孔隙潛水含水層主要是近代河谷沖積層，由砂、礫組成，局部夾粉砂及透鏡狀黏土層。巖溶含水巖組主要包括寒武系、奧陶系碳酸鹽巖，其中，中奧陶統(tǒng)峰峰組上段，上馬家溝組中段、上段及下馬家溝組中段、上段是主要含水層。含煤巖系主要屬于裂隙含水巖組，裂隙是地下水徑流的主要通道，地下水沿裂隙由高勢(shì)區(qū)向低勢(shì)區(qū)徑流，而大斷裂帶的存在可能會(huì)溝通下伏巖溶含水巖組及上覆孔隙含水巖組[2]。

2 樣品采集與實(shí)驗(yàn)分析

在古交礦區(qū)10口煤層氣開發(fā)井(圖1)口采集排采氣樣10組，單個(gè)氣樣體積1 000 mL。10口煤層氣開發(fā)井投產(chǎn)時(shí)間均為2013年，排采時(shí)間接近。氣樣采集方法為排水集氣法，采樣用水為去離子飽和鹽水。

圖1 古交礦區(qū)8號(hào)煤層底板構(gòu)造圖及采樣點(diǎn)位置(底圖據(jù)文獻(xiàn)[2])Fig.1 Structural map of the No.8 coal seam in Gujiao area showing sampling position(Based on Reference[2])

將采集氣樣送往中國(guó)科學(xué)院貴陽地化所礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室開展氣體組分、甲烷碳同位素及氮?dú)馔凰胤治龉ぷ?。氣體組分分析儀器為Agilent 6890氣相色譜儀，柱溫箱初始溫度30 ℃，穩(wěn)定10 min后以增溫速率10 ℃/min升溫至180 ℃，分析誤差在±1%以內(nèi)。甲烷碳同位素及氮?dú)馔凰胤治鲈贛AT-253氣體同位素質(zhì)譜儀上完成，載氣為氦氣(純度>99.99%)，進(jìn)樣速率1.3 mL/min，進(jìn)樣口溫度200 ℃，反應(yīng)爐溫度940 ℃。

3 結(jié)果與討論

3.1 氣體組成特征

國(guó)內(nèi)外大量排采氣數(shù)據(jù)顯示:煤層氣的組分以甲烷為主，甲烷含量多大于97%，部分達(dá)99%以上;重?zé)N氣體的含量低，一般不足1%;非烴氣體含量通常小于2%，主要為氮?dú)夂投趸?，其中以氮?dú)鉃橹?含有微量的CO,H2S,He,Ar,Hg等[20-21]。古交礦區(qū)煤層排采氣組分以甲烷為主，含量83.79%～97.57%，平均91.33%，乙烷含量0～0.46%，平均0.09%，未檢測(cè)到2個(gè)碳原子以上的烴類(表1)。氣體干燥系數(shù)(C1/C1～5)為0.994 9～1，屬于極干煤層氣。熱成因煤層氣干燥系數(shù)與煤級(jí)關(guān)系密切，低、高煤級(jí)階段生成大量干氣，中煤級(jí)階段生成大量濕氣[12,22]。古交礦區(qū)自西北向東南煤級(jí)逐漸增加，依次包括肥煤、焦煤、瘦煤和貧煤，整體以中煤級(jí)煤為主[23]。影響煤層氣干燥系數(shù)的因素除煤級(jí)外，主要還有次生生物氣混入和解吸-擴(kuò)散-運(yùn)移效應(yīng)[24]。礦區(qū)內(nèi)2號(hào)、8號(hào)煤層主體埋深均大于300 m，產(chǎn)甲烷菌等微生物很難對(duì)其產(chǎn)生影響，因此，煤層氣干燥系數(shù)異常高的原因應(yīng)是解吸-擴(kuò)散-運(yùn)移效應(yīng)。

排采氣非烴組分中氮?dú)夂枯^高，且變化大，為0.86%～14.13%，平均6.10%;二氧化碳含量相對(duì)較低，且變化范圍小，為1.47%～4.71%，平均2.48%(表1)。煤芯解吸氣體(已扣除空氣組分)氮?dú)夂?號(hào)煤層為0.94%～36.46%，平均8.95%，8號(hào)煤層為0.34%～23.43%，平均6.63%;二氧化碳含量2號(hào)煤層為0.22%～3.34%，平均1.03%，8號(hào)煤層為0.23%～2.26%，平均1.06%(圖2)[2]。相比排采氣，煤芯解吸氣中氮?dú)夂枯^高、二氧化碳含量較低，同時(shí)，文獻(xiàn)[2]中報(bào)道的解吸氣來自現(xiàn)場(chǎng)解吸，氣體組分為扣除空氣后解吸氣組分，可以排除空氣污染對(duì)解吸氣組分的影響。因此，排采氣具有比煤芯解吸氣更高的氮?dú)夂透偷腃O2，原因可能是在煤層氣排采過程中氮要比CO2更易于解吸、產(chǎn)出。

表1 古交礦區(qū)煤層氣地球化學(xué)特征
Table 1 Geochemical characteristics of coalbed methane in Gujiao area

井號(hào)煤層δ13C1/‰(VPDB)δ15N/‰(VAIR)氣體組分/%甲烷乙烷氮?dú)舛趸糆1568號(hào)-45.7295.1601.743.10W0322號(hào)+8號(hào)-44.61-1.1695.1502.712.14W1182號(hào)+8號(hào)-43.6497.570.100.861.47W1382號(hào)-42.22-0.5193.860.113.622.41W1612號(hào)+8號(hào)-45.30-0.7484.81012.772.42W2152號(hào)+8號(hào)-42.62-0.7783.790.1614.131.92C0172號(hào)+8號(hào)-46.3290.410.466.822.31C0462號(hào)+8號(hào)-47.1396.5501.821.63C0642號(hào)-39.26-0.8283.860.0711.364.71C1128號(hào)-43.4792.1205.162.72

圖2 古交礦區(qū)煤芯解吸氣化學(xué)組成[2]Fig.2 Molecular composition of desorbed gas in coal core in Gujiao area[2]

3.2 甲烷成因

根據(jù)煤層氣組分及同位素等地球化學(xué)參數(shù)，可將其劃分為生物成因氣、熱成因氣和混合成因氣3類，其中，生物成因氣包括原生生物氣和次生生物氣;熱成因氣按有機(jī)質(zhì)演化階段可分為熱降解氣和熱裂解氣[14]。熱成因甲烷與生物成因甲烷可以根據(jù)碳同位素組成特征進(jìn)行判別。微生物作用下生成的甲烷δ13C值偏負(fù)，一般小于-55‰，其中二氧化碳還原作用成因甲烷δ13C值為-110‰～-60‰，乙酸鹽發(fā)酵成因甲烷δ13C值為-65‰～-55‰[25-26]。熱成因甲烷δ13C值一般大于-55‰，且隨著熱變質(zhì)演化程度升高而逐漸增大[12]。

中國(guó)煤層氣甲烷碳同位素分布范圍較寬，在-72.3‰～-24.9‰，具有雙峰分布特征;重碳同位素的主要分布區(qū)間為-38.0‰～-28.0‰，以沁水盆地南部、湖南資江煤田為代表(圖3);輕碳同位素主要分布于-64‰～-48‰，主要包括唐山、鶴壁、阜新等煤田[20,24]。

筆者對(duì)古交礦區(qū)10組排采氣樣甲烷δ13C值的檢測(cè)結(jié)果為-47.13‰～-39.26‰，這個(gè)范圍的甲烷碳同位素在我國(guó)比較少見。盡管汪崗等(2016)[15]的實(shí)驗(yàn)測(cè)得排采氣甲烷δ13C值為-62.24‰～-40.35‰，但除一個(gè)樣品為-62.24‰外，其余樣品均分布在-46.45‰～-40.35‰，與本文甲烷δ13C值測(cè)試結(jié)果具有相同的分布區(qū)間，說明礦區(qū)內(nèi)煤層氣甲烷δ13C值主體應(yīng)介于-47.13‰～-39.26‰(圖3)。礦區(qū)內(nèi)煤層氣δ13C1-C1/(C2+C3)數(shù)據(jù)點(diǎn)落在擴(kuò)散-運(yùn)移-分餾作用下的次生熱成因區(qū)，說明煤層氣地球化學(xué)特征是經(jīng)過改造的。通過最大鏡質(zhì)體反射率(Ro,max)與氣體濕度[12]、甲烷碳同位素值[28]的關(guān)系可以得到未經(jīng)分餾的碳同位素值及氣體干燥系數(shù)。研究區(qū)2號(hào)、8號(hào)煤巖樣品各2組，Ro,max為1.43%～2.00%，計(jì)算得到δ13C1介于-31.32‰～-28.05‰，干燥系數(shù)介于0.968 7～0.992 0;對(duì)應(yīng)煤巖中煤層氣實(shí)測(cè)δ13C1為-45.72‰～-39.26‰，干燥系數(shù)為0.998 8～1。古交礦區(qū)含煤地層地下水較活躍[2]，根據(jù)解吸-擴(kuò)散-運(yùn)移理論，由于重碳同位素在水中溶解性強(qiáng)于輕碳同位素、重?zé)N氣體溶解性強(qiáng)于甲烷，水流更易將重碳同位素及重?zé)N氣體溶解、帶走，導(dǎo)致保存在煤層中的氣體不斷變輕、變干。

圖3 C1/(C2+C3)與δ13C1圖版鑒別煤層氣成因Fig.3 The relationship of C1/(C2+C3) and δ13C1(唐山、鶴壁、資江煤田數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)[24];鄭莊—胡底區(qū)塊數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)[27])

3.3 氮?dú)獬梢?/h3>

氮?dú)夂扛?、變化大是古交礦區(qū)煤層氣的典型地球化學(xué)特征之一。煤層氣中氮?dú)庵饕?種來源，即有機(jī)成因、大氣來源、深部來源及含氮礦物高溫?zé)峤鈁29]。因?yàn)橛袡C(jī)質(zhì)固有的低N/C原子比，有機(jī)成因氮?dú)夂客ǔＴ?%以下[30]。異常高的氮?dú)夂靠赡苁谴髿饣蜥Ｔ礆怏w混入及含氮礦物高溫?zé)峤獾慕Y(jié)果。幔源氣體往往含有大量的二氧化碳和稀有氣體[31];含氮礦物高溫?zé)峤庑枰? 000 ℃以上的高溫條件下才能完成[32-33]。然而，研究區(qū)煤層氣中實(shí)測(cè)二氧化碳含量較低且未檢測(cè)到氦氣、氖氣等稀有氣體;最大古地溫出現(xiàn)在晚燕山期，受巖漿侵入作用影響，含煤層系最大古地溫為240 ℃[4,19]，遠(yuǎn)未達(dá)到含氮礦物高溫?zé)峤馑璧臏囟葪l件。因此，研究區(qū)煤層氣中異常高的氮?dú)夂繎?yīng)該是大氣混入的結(jié)果。

本文測(cè)得古交礦區(qū)5組煤層氣樣品中氮?dú)猞?5N值分別為-1.16‰，-0.82‰，-0.77‰，-0.74‰和-0.51‰，對(duì)應(yīng)甲烷δ13C值分別為-44.61‰，-39.26‰，-42.62‰，-45.30‰和-42.22‰。氮、碳同位素特征顯示煤層氣中氮?dú)鈶?yīng)來自大氣或熱降解氣，或?yàn)?者的混合氣(圖4)。研究區(qū)主力煤層均屬于腐殖型煤[2]。腐殖型有機(jī)質(zhì)中具有含氮官能團(tuán)，盡管N/C比值很低，但在其熱降解過程中必然會(huì)生成氮?dú)?，只是生成的氮?dú)饬枯^少，不可能達(dá)到本文實(shí)驗(yàn)測(cè)得的氮?dú)夂?表1)。因此，氮?dú)鈶?yīng)為大氣與有機(jī)質(zhì)熱降解的混合成因。與礦區(qū)鄰近的陽泉地區(qū)，煤層氣中氮?dú)馔瑯觼碜杂诖髿馀c有機(jī)質(zhì)熱解作用，其中有機(jī)質(zhì)熱解成因氮?dú)夂繛?.09%～1.57%，平均0.41%;大氣來源氮?dú)夂繛?.52%～2.40%，平均1.05%[27]。陽泉地區(qū)大氣來源氮?dú)馐怯袡C(jī)成因氮?dú)獾?.53～12.40倍，平均4.86倍，原因是地表水下滲將大氣帶入煤層中，同時(shí)，溶解分餾作用使氮?dú)馔凰?、甲烷碳同位素組成變輕。古交礦區(qū)是沁水盆地內(nèi)地下水較活躍的地區(qū)，區(qū)內(nèi)地表水系、大斷裂特別發(fā)育，大斷裂溝通了地表水系與地下含煤層系間的聯(lián)系[17]。因此，水文地質(zhì)條件必然對(duì)區(qū)內(nèi)煤層氣地球化學(xué)特征及煤層氣保存條件產(chǎn)生較大的影響。

圖4 δ13C1與δ15N關(guān)系圖鑒別氣體來源(底圖據(jù)文獻(xiàn)[34])Fig.4 Relationship of δ13C1 and δ15N(Based on Reference[34])

3.4 氮?dú)馀c含氣量分布

煤層氣主要以吸附態(tài)賦存于煤層中，還有少量游離態(tài)和溶解態(tài)，吸附氣、游離氣和溶解氣3者間保持動(dòng)態(tài)平衡，地下水流動(dòng)會(huì)破壞它們?cè)械钠胶怅P(guān)系，吸附氣逐漸解吸轉(zhuǎn)化為游離氣、溶解氣，以維持新的平衡關(guān)系，造成含氣量逐漸降低[27,35-36]。向斜核部通常是地下水滯留區(qū)，水柱壓力產(chǎn)生的封堵作用是煤層氣保存的有利條件，因此，向斜核部多是煤層氣的主要富集部位[37-38]。古交礦區(qū)構(gòu)造上為軸向近SN的復(fù)式向斜(圖1)，夏鵬(2017)[2]、朱雅茹等(2018)[18]通過水文鉆孔、煤層氣鉆孔等資料，結(jié)合水化學(xué)分析、等折算水位計(jì)算等方法，討論了古交礦區(qū)內(nèi)含煤層系地下水流動(dòng)特征，將礦區(qū)水文地質(zhì)控氣特征概括為單斜-水力封堵控氣作用。筆者在此基礎(chǔ)上，結(jié)合煤層氣地球化學(xué)特征，討論地下水流動(dòng)對(duì)煤層氣組分及保存條件的影響。為排除排采作用對(duì)煤層氣組分的影響，選擇解吸氣組分特征與地下水流動(dòng)性及礦化度[2]進(jìn)行對(duì)比，結(jié)果表明，古交礦區(qū)內(nèi)煤層氣氮?dú)夂侩S地下水流動(dòng)強(qiáng)度增加而升高，隨地下水礦化度的增加而降低(圖5)。礦區(qū)內(nèi)地下水補(bǔ)給以大氣降水和地表水為主，含煤地層在向斜兩翼南山、馬蘭等地出露地表，是地下水補(bǔ)給區(qū)，由補(bǔ)給區(qū)往向斜核部方向，依次分布徑流區(qū)(折算水位>1 100 m，礦化度<1 350 mg/L)、弱徑流區(qū)(折算水位700～1 100 m，礦化度1 350～2 100 mg/L)和滯留區(qū)(折算水位<700 m，礦化度>2 100 mg/L)[18]。地表水?dāng)y帶大氣沿含煤地層露頭下滲，經(jīng)徑流區(qū)到弱徑流區(qū)，水流速度逐漸減弱，至滯留區(qū)水流停滯，形成水力封堵。地表水下滲、流動(dòng)過程中與煤層接觸并發(fā)生相互作用，破壞煤層中吸附氣、游離氣、溶解氣之間的平衡，使吸附氣不斷解吸、逸散。該過程的持續(xù)進(jìn)行導(dǎo)致煤層含氣量不斷降低，并且含氣量降低幅度隨水流速度的加快而增加。如圖6所示，向斜西翼受多期構(gòu)造變形影響，應(yīng)力釋放嚴(yán)重，煤層含氣性差，且受構(gòu)造形態(tài)疊加影響，地下水流動(dòng)對(duì)含氣性的影響不甚明顯[2]。向斜東翼為平緩單斜，煤層含氣性整體好于西翼，其中，滯留區(qū)煤層含氣性好，含氣量多>13 m3/t，徑流區(qū)含氣量多<9 m3/t。

圖5 煤芯解吸氣氮?dú)夂颗c折算水位、礦化度間關(guān)系(數(shù)據(jù)參考文獻(xiàn)[2])Fig.5 Relationship of nitrogen content,reduced water level and salinity(Based on Reference[2])

圖6 古交礦區(qū)地表水下滲對(duì)煤層氣保存的作用模型(修改自文獻(xiàn)[2])Fig.6 Function model of hydraulic flush on coalbed methane preservation(Modified on Reference[2])

地表水下滲與煤層發(fā)生相互作用的過程，水流不僅會(huì)帶走煤層中的煤層氣，也會(huì)將大氣帶入煤層中與煤層氣發(fā)生置換，造成煤層氣中混入部分空氣?？諝庖缘?dú)?78.084%)和氧氣(20.946%)為主，其中氧氣不穩(wěn)定，在與地下流體和礦物接觸過程中容易與還原性物質(zhì)發(fā)生反應(yīng)而被消耗，導(dǎo)致空氣隨地表水進(jìn)入地層后氮?dú)鉂舛炔粩嗌?，與煤層氣置換過程中大量氮?dú)膺M(jìn)入煤層[34]。古交礦區(qū)煤芯解吸氣扣除空氣后仍然有較高的氮?dú)夂?圖2)，排采氣中氮?dú)夂恳草^高(表1)，并且氧氣含量很低甚至沒有，說明地表水將氮?dú)鈳肓嗣簩觾?nèi)，氮?dú)猞?5N值(圖4)也反映了其大氣來源特征。如圖7所示，隨著氮?dú)夂可撸瑲饬颗c甲烷含量降低，說明地表水下滲與大氣混入是造成區(qū)內(nèi)煤層氣富含氮?dú)狻⒚簩託庖萆⒌闹饕?。礦區(qū)內(nèi)大部分井為2號(hào),8號(hào)煤層氣合采，W138,C064井單采2號(hào)煤層氣，E156,C112井單采8號(hào)煤層氣(表1)。W138,C064井2號(hào)煤層氣甲烷δ13C值分別為-42.22‰，-39.26‰，對(duì)應(yīng)含煤地層等折算水位分別為870,770 m，E156,C112井8號(hào)煤層氣甲烷δ13C值分別為-45.72‰，-43.47‰，對(duì)應(yīng)含煤地層等折算水位分別為1 100,830 m，說明重碳同位素在水中溶解性強(qiáng)于輕碳同位素，更易被水流溶解、帶走，導(dǎo)致保存在煤層中的氣體變輕。

圖7 煤芯解吸氣氮?dú)夂颗c甲烷含量、含氣量間關(guān)系(數(shù)據(jù)參考文獻(xiàn)[2])Fig.7 Relationship of nitrogen content,methane content and gas content(Based on Reference[2])

古交礦區(qū)中生代巖漿侵入活動(dòng)頻繁，巖漿作用對(duì)煤層氣組成具有重要影響[4]。古交礦區(qū)受到狐偃山侵入巖體和祁縣侵入巖體的影響，兩次巖漿侵入的時(shí)間不一致[39]。裂變徑跡年代學(xué)分析表明狐偃山巖體影響下煤級(jí)定型時(shí)間為晚侏羅—早白堊世，祁縣巖體影響下煤級(jí)定型時(shí)間為晚三疊—早侏羅世[19]。熱接觸變質(zhì)作用造就了礦區(qū)內(nèi)的煤級(jí)分帶，自西向東煤級(jí)逐漸升高，依次發(fā)育肥煤、焦煤、瘦煤和貧煤[23,40]。筆者分析甲烷δ13C值自西向東基本保持不變(圖8)，與熱成因甲烷δ13C值隨煤巖變質(zhì)程度升高而增大的規(guī)律不符[12]，說明本文中煤層氣主要受到了解吸-擴(kuò)散-運(yùn)移效應(yīng)的影響。

圖8 古交礦區(qū)不同煤級(jí)煤甲烷δ13C特征Fig.8 δ13C characteristics of coals with different ranks

4 結(jié) 論

(1)古交礦區(qū)煤層氣甲烷含量在83.79%～97.57%，平均91.33%，乙烷含量在0～0.46%，平均0.09%，不含2個(gè)碳原子以上的烴類。非烴氣體以氮?dú)鉃橹?，含量?.86%～14.13%，平均6.10%，二氧化碳含量1.47%～4.71%，平均2.48%。

(2)研究區(qū)煤層氣干燥系數(shù)0.994 9～1，屬于極干煤層氣。甲烷δ13C值介于-47.13‰～39.26‰，平均值為-44.03‰，為有機(jī)質(zhì)熱解成因，受水流作用影響，有機(jī)成因甲烷碳同位素值變輕。氮?dú)猞?5N值介于-1.16‰～-0.51‰，平均值為-0.80‰，為大氣與有機(jī)質(zhì)熱降解混合成因，且以大氣來源為主，有機(jī)成因氮?dú)夂亢苌佟?/p>

(3)地表水下滲、流動(dòng)，與煤層發(fā)生相互作用，地表水中攜帶的大氣與煤層氣發(fā)生組分交換，導(dǎo)致煤層含氣量降低、甲烷δ13C值降低、氮?dú)夂可?。地表水沿含煤層系露頭下滲，與煤層相互作用過程中，將重碳同位素甲烷溶解、帶走，是造成研究區(qū)煤層中熱成因甲烷δ13C值偏低的主要原因之一。